1 NEW MEXICO BUREAU OF GEOLOGY & MINERAL RESOURCES, BULLETIN 160, 2004

Cambrian–Ordovician magmatism and extension in New Mexico and Colorado

Nancy J. McMillan1 and Virginia T. McLemore2

1Department of Geological Sciences, Box 30001, Dept. 3AB, New Mexico State University, Las Cruces, NM 88003 2New Mexico Bureau of Geology and Mineral Resources, New Mexico Institute of Mining and Technology, Socorro, NM 87801

Abstract Cambrian–Ordovician alkaline and carbonatite igneous rocks in southern Colorado and New Mexico show that the region was tectonically active in the opening years of the Paleozoic era. Intrusions with apparent ages between 574 and 427 Ma in southern Colorado and between 664 and 457 Ma in NewMexico consist of calcic and ferrocarbonatites, syenites, alkali feldspar granites, and mafic dikes andplutons. Fenitization, or metasomatism associated with alkaline magmatism, is a common phenome­non in this suite that can result in extremely high whole­rock K2O concentrations (as much as 16%)and low Na2O and CaO concentrations. In some cases syenitic intrusions as well as the host rocks were fenitized; it is locally difficult to discriminate between primary magmas and host rocks altered during fenitization. However, the immobile incompatible trace elements Nb (niobium), Y (yttrium), and Zr (zirconium) appear to have been only slightly affected by fenitization. High concentrations of these elements in the alkaline rocks (as much as 360 ppm Nb, 1,400 ppm Zr, and 240 ppm Y), and the pres­ence of carbonatites are consistent with magmatism caused by extension.

This  period  of  extension­related  magmatism  in  western  Laurentia  occurred  after  Neoproterozoic rifting of the western continental margin and immediately before early Paleozoic marine transgression and deposition of  the  thick passive margin sequence. We postulate  that  the event was  related  to a series  of  aulacogens  that  extended  continentward  from  the  rifted  eastern  margin  of  Laurentia (Reelfoot rift, Rome trough, Rough Creek graben, southern Oklahoma aulacogen) and thus refer to it as the New Mexico aulacogen. The possible northeast­southwest orientation of the aulacogen, similarto  other  aulacogens  in  Laurentia,  suggests  that  the  New  Mexico  aulacogen  was  the  youngest  in  a series of failed rifts that propagated into the continent as the southern margin of Laurentia was rifted in Neoproterozoic and early Paleozoic time. The New Mexico aulacogen and its associated tectonicelements connected the western, southern, and eastern rifted margins of Laurentia. Alternatively, the aulacogen could have had a north­south orientation.  In  this case  the New Mexico aulacogen couldhave caused or enhanced north­south weaknesses that were reactivated during Cenozoic extension in the  Rio  Grande  rift.  Laramide  reactivation  of  north­south  Neoproterozoic  normal  faults  in  central Arizona prompted Timmons et al. (2001) to propose that north­south Laramide faults in New Mexico,as  well  as  the  north­south  normal  faults  of  the  Cenozoic  Rio  Grande  rift,  could  be  reactivated Neoproterozoic faults. Because the details of reactivation have not been researched in New Mexico, it is  difficult  to  ascertain  whether  the  Cenozoic  north­south  trend  was  inherited  from  initial Neoproterozoic or Cambrian structures. In either case Cambrian–Ordovician extension in Colorado and New Mexico could have had a profound influence on the evolution of the continent by perma­nently weakening the lithosphere and focussing subsequent tectonic events in a zone between the sta­ble lithospheric blocks of the Colorado Plateau and the Great Plains.

Introduction ical and geochronologic data in order to interpret the origin

The fundamental shape of the North American continental of the igneous rocks and place them into a tentative tecton­lithosphere  was  sculpted  by  late  Proterozoic–early ic model that is consistent with known tectonic elements of Paleozoic  rifting.  The  western  margin  was  created  during North America. late  Proterozoic  extension  (800–700  Ma),  subsequentlysmoothed by early Paleozoic deposition, and deformed by Methods

multiple  orogenies  in  Paleozoic  and  Mesozoic  times Data used in this report have been compiled from the litera­(Hoffman 1989; Oldow et al. 1989). The eastern and south­ ture and unpublished work by the authors. Locations, avail­eastern  margins,  similarly,  were  formed  during  late able  data,  age  determinations,  and  references  are  listed  in Proterozoic–early  Paleozoic  rifting  (Thomas  1991). Table  1.  Most  of  the  whole­rock  geochemical  data  were Subsequent  deposition  and  deformation  in  Paleozoic determined  by  X­ray  fluorescence  spectrometry,  which through  modern  times  have  modified  the  lithosphere  of determines the major elements and a suite of trace elementseastern  North  America.  This  paper  suggests  that  the  two (Rb, Sr, Ba, V, Nb, Zr, Y, Ni, and Cr, in most cases). Many of margins  were  joined  in  Cambrian–Ordovician  time  across the  carbonatite  analyses  were  performed  by  wet  chemicalnorthern  Mexico  and  the  southwestern  United  States.  The and  other  classical  analytical  methods  (McLemore  1980a, evidence  for  this  connection  lies  largely  in  a  series  of 1982).  Some  suites  were  analyzed  by  inductively  coupledCambrian–Ordovician  alkaline  and  carbonatite  igneous plasma atomic emission spectrometry, which determines the rocks  in  southern Colorado and New Mexico  (Fig.  1). The major  elements  and  a  slightly  different  suite  of  trace  ele­ages,  compositions, and spatial distribution of  these  intru­ ments (Sr, Ba, V, Zr, Y, Sc, Cr, and Ni). Instrumental neutron sions  suggest  that  the  region  was  affected  by  extensional activation  analysis  data,  which  include  Hf,  Ta,  U,  Th,  and magmatism early in the Paleozoic prior to marine transgres­ the  rare earth elements,  are  reported  for only a  few areas. sion and deposition of the lower Paleozoic passive margin Radiogenic isotopic analyses also are very sparse. sequence. In  an  attempt  to  exercise  quality  control  on  analyses  in

The  existence  of  Cambrian–Ordovician  igneous  rocks  in this compilation, whole­rock analyses with  totals  less  than Colorado  and  New  Mexico  has  been  recognized  by  many 98.5%  or  more  than  101.5%,  calculated  with  total  iron  as geologists (Table 1). This paper compiles available geochem­ Fe2O3 and including loss on ignition (LOI, a measure of the

2

TABLE 1—Compilation of known and suspected Cambro–Ordovician  igneous rocks of New Mexico and Colorado. bt = biotite, hbld = hornblende, zrc = zircon, pyx = pyroxene, neph = nepheline, wr = whole­rock, musc = muscovite, verm = vermiculite, plag = plagioclase,XRF = X­ray fluorescence, INAA = instrumental neutron activation, ICP = inductively coupled plasma, Nd = Neodynium, Majors = majorelement analysis only

Map # Location Lithology Age determinations Avail. data References 1 Florida Mountains, NM syenite,

orthoclase, granite

503 ± 10 Ma & 514 ± 3 Ma, U­Pb (zrc), 491 ± 5, 40Ar/39Ar (bt),485.5 ± 4.9 Ma, 40Ar/39Ar (hbld)

ICP, INAA, Nd

Evans and Clemons (1988),Matheny et al. (1988),Ervin (1998),Clemons (1998)

2 Lemitar Mountains, NM carbonatite 449 ± 16 Ma, K­Ar (bt) XRF McLemore (1980b, 1982, 1983b, 1987)

3 Lobo Hill, NM syenite,carbonatite

518 ± 5.7 Ma, 40Ar/39Ar (bt) XRF McLemore et al. (1999)

4 Black Canyon of theGunnison, CO

diabase 495 ± 15 Ma, Rb­Sr (mineral separates), 533 ± 20 Ma, K­Ar (wr), 504 ± 16 K­Ar (wr)

Majors Larson et al. (1985)

5 Democrat Creek, CO syenite,  504 ± 25 Ma, (bt), 519 ± 13 Ma, (bt),  Majorsmafic­ultramafic, 534 ± 16 Ma, (hbld), 485 ± 24 Ma, (wr), carbonatite 560 ± 28 Ma, (wr), 427 ± 22 Ma, (wr), K­Ar

Olson et al. (1977),Armbrustmacher (1984)

6 Gem Park, CO carbonatite, 551 ± 30 Ma, K­Ar (riebeckite) mafic­ultramafic, alkalic suite

Majors Olson et al. (1977)

7 McClure Mountains, CO carbonatite, alkalic suite, mafic­ultramafic

534 ± 4 Ma, U­Pb (zrc); K­Ar: 510 ± 13  Ma, 523 ± 14 Ma, (hbld), 506 ± 13 Ma, (bt), 516 ± 11 Ma, (hbld), 509 ± 11 Ma, (hbld), 507 ± 17 Ma, (bt), 532 ± 15 Ma, (hbld), 510 ± 13 Ma, (bt), 536 ± 17 Ma, (pyx), 479 ± 12 Ma, (neph); 520.4 ± 1.7 Ma, Ar­Ar (hbld)

Majors Fenton and Faure (1970), Olson et al. (1977),Armbrustmacher (1984), Bickford et al. (1989), d), Samson and Alexander , (1987)

8 Iron Hill, CO carbonatite, alkalic suite

K­Ar: 567 ± 10 Ma, (bt), 568 ± 9 Ma, (bt),  Majors 574 ± 9 Ma, ( bt), 731 ± 23 Ma, (aegirine), 543 ± 8 Ma, (bt), 561 ± 10 Ma, (musc), 573 ± 14 Ma, (bt), 574 ± 9 Ma, (verm), 553 ± 9 Ma, (verm), 762 ± 15 Ma, (plag)

Fenton and Faure (1970), Olson et al. (1977)

9 Costilla Creek, NM mafic dikes 500 Ma, Rb­Sr whole­rock “isochron” none Reed (1984) 10 Houston Oil and Mineral 

Levelling No. 2 oil testwell near Tularosa, NM

mafic fine­grained rock

514 ± 21 Ma, K­Ar (wr) none Loring and Armstrong (1980)

11 Pedernal Hills, NM syenite 469 ± 7, 496 Ma max, Rb­Sr whole­rock isochron (?) 

Majors Loring and Armstrong 1980)

12 Trans­Pecos Resources Qtz­fspLatigo Ranch Nos. 1A well porphyry

604 ± 30 Ma, K­Ar (wr) none Setter and Adams (1985)

13 Yates Petroleum T­4 Cattle Co. Nos. 1 and 2

granite 664 ± 35Ma, K­Ar (wr) none Setter and Adams (1985)

14 Burro Mountains, NM syenite anddiabase

cross cutting relationships XRF Gillerman and Whitebread (1956), Hedlund (1978a,1978b, 1978c), McLemore and McKee (1988)

15 Caballo Mountains, NM syenite cross cutting relationships XRF Staatz et al. (1965),McLemore (1986)

16 Chupadera Mountains, NM carbonatite cross cutting relationships XRF Kent (1982), McLemore (1983b), Van Allen et al. (1986)

17 Little Hatchet pluton, NM granite cross cutting relationships XRF Channell et al. (2000) 18 Monte Largo Hills, NM carbonatite,

alkalic suite cross cutting relationships XRF Lambert (1961), McLemore

(1983b) 19 Nacimiento Mountains, NM syenite cross cutting relationships none Woodward et al. (1977) 20 Red Hills, NM syenite cross cutting relationships XRF, 

INAA McLemore (1986), McMillan and McLemore (unpublished)

21 Sangre de Cristo Mountains, NM

syenite cross cutting relationships XRF Reed et al. (1983), Klich(1983)

total volatile content), were rejected. Major element analyses and  Colorado  have  been  compiled  by  previous  authorsfor silicate rocks were normalized to 100% with total iron as (Olson  et  al.  1977;  Loring  and  Armstrong  1980;  Arm­FeO and no volatiles  for plotting purposes. Major element brustmacher 1984; McLemore et al.  1999). All of  the  intru­analyses for carbonatites were left as analyzed.  sions listed in Table 1 share the same fundamental geologic

relationships:  they  are  non­foliated,  non­metamorphosed,Age determinations and  cross  cut  Precambrian  foliations.  In  mountain  ranges

The ages of Cambrian–Ordovician plutons in New Mexico with exposures of Phanerozoic rocks, the intrusions are non­

3

FIGURE  1—Locations  of  known  (filled  symbols)  and  suspected(open  symbols)  Cambrian–Ordovician  intrusions  in  New  Mexico and Colorado.

conformably overlain by Paleozoic or younger sedimentaryrocks. Many areas have yet to be dated (Table 1), but we sus­pect  that  they  belong  to  the  Cambrian–Ordovician  suite because they are alkaline silicate intrusions or carbonatites. In the Red Hills and Caballo Mountains, clasts of syenite are found  in  the  basal  conglomerate  of  the  Cambrian–Ordovician  Bliss  Formation,  indicating  that  intrusion  and erosion occurred before deposition (McLemore 1986). Suites with  reasonable  age  determinations  are  plotted  in  Figures 2–8 in larger symbols than suites with unreliable or no age determinations.

Geochronologic data for this suite are still  insufficient to resolve  the  major  chronologic  issues.  Nonetheless, Cambrian–Ordovician intrusions with reliable age determi­nations  show  that  a  magmatic  event  occurred  in  New Mexico  and  Colorado  sometime  between  570  Ma  and  450 Ma (Table 1). There are not yet enough age determinationsto examine  the  spatial distribution of magmatism  throughtime. In southern New Mexico, the Florida Mountains intru­sion crystallized at about 511 ± 10 Ma and the Lemitar car­bonatites  have  been  dated  at  457  ± 16  Ma.  In  central  and northern New Mexico, age determinations exist for pluton­ic rocks between 664 and 514 Ma. The alkaline complexes inColorado  have  received  more  geochronological  attention. K­Ar  and  U­Pb  zircon  age  determinations  range  between 485 and 570 Ma; an Ar­Ar age determination of hornblende from a syenite in the McClure Mountains yielded an age of 520.4 ± 1.7 Ma. It is not clear at this point whether the rangeof ages is an analytical artifact, a record of several unrelated igneous events, or a record of one prolonged event. For thepurposes of this compilation, the suites listed in Table 1 will be  considered  as  part  of  the  same  event,  based  on  similar cross  cutting  relationships  and  the  alkaline/carbonatitic nature of the magmatism.

One aspect of these rocks that has frustrated attempts atdetermining their age and origin is pervasive fenitization, ormetasomatism associated with alkaline  intrusions and car­

FIGURE  2—Chemical  composition  of  Cambrian–Ordovician  car­bonatites (classification of Woolley and Kempe 1989).

bonatites. As discussed in detail below, fenitization appears to have been related to igneous activity because both alka­line dikes and their host rocks were affected. In some areas, it  is difficult  to determine whether rocks  that were altered during fenitization were originally alkaline intrusions or the Precambrian igneous or metamorphic host rocks. 

Almost all areas with Cambrian–Ordovician age determi­nations  in  Table  1  are  carbonatitic  or  alkaline  silicic  intru­sions. However, mafic rocks also were emplaced during thisevent.  For  instance,  the  diabase  intrusions  in  the  Black Canyon  of  the  Gunnison  yield  K­Ar  ages  around  533–504 Ma, and produce a Rb­Sr isochron of 495 Ma (Larson et al.1985).  The  Colorado  suites  have  a  significant  mafic  andultramafic component. Mafic dikes that accompany alkalineintrusions  in  the  Red  Hills  and  at  Lobo  Hill  also  record  a mafic  component  in  Cambrian–Ordovician  magmatism. Whole­rock Rb­Sr isochron ages on samples of a diorite dike(500 Ma, Reed 1984) and diabase dikes (670 Ma, Lipman andReed  1989)  in  the  Costilla  Creek  area  near  Taos,  New Mexico,  must  be  interpreted  with  caution,  because  whole­rock isochrons can be  incorrect by hundreds of millions of years  if  assimilation  of  crustal  rocks  occurred  during magma evolution. Furthermore,  it  is uncertain what  effect Tertiary  magmatism  and  hydrothermal  activity  associatedwith the Questa caldera had on these age determinations. 

Lithology and structure

Carbonatites

Cambrian–Ordovician  carbonatites  are  found  in  several locations  throughout  New  Mexico  and  Colorado  (Table  1 and Fig. 1). Age determinations of New Mexico carbonatites range from 457 ± 16 Ma (K­Ar biotite; McLemore et al. 1982, 1983b) in the Lemitar Mountains to 518 ± 5.7 Ma (40Ar/39Ar biotite from associated syenite, McLemore et al. 1999) in theLobo  Hills  alkaline  complex  in  central  New  Mexico. Ages range from 574 to 479 Ma in the alkaline complexes in the Wet Mountains of southern Colorado. The carbonatite dike in  the  Monte  Largo  Hills  northeast  of  Albuquerque,  New Mexico,  is  undated  but  intrudes  Precambrian  quartz­feldspar gneiss.

Carbonatite  intrusions  exhibit  two  main  styles:  dike swarms  and  roughly  circular,  locally  brecciated  stocks.  In

4

the Lemitar, Chupadera, and Monte Largo areas, carbonatite dikes  intruded  Precambrian  igneous  and  metamorphic rocks  and  are  not  associated  with  other  Cambrian– Ordovician alkaline rocks (McLemore 1983b). Fenitization ispervasive.  In  the  Chupadera  Mountains  the  dikes  consis­tently trend east to east­northeast (Kent 1982), but dike ori­entations  are  variable  in  the  Lemitar  swarm.  The  carbon­atites  at  Lobo  Hill  intruded  associated  syenitic  and  mon­zonitic rocks as well as Precambrian metamorphic rocks that are  host  to  the  entire  complex  (McLemore  et  al.  1999). Similarly,  carbonatite  dikes,  stocks,  and  cone  sheets  in  the Wet  Mountains,  Colorado,  intruded  slightly  older  mafic­ultramafic layered lopoliths and syenitic intrusions (Fenton and Faure 1970; Olson et al. 1977; Armbrustmacher 1984). At Monte Largo the carbonatite is mapped as a few dikes in a circular body of explosive breccia (Lambert 1961). 

Carbonatite  textures  and  mineralogy  vary  widely.  The dominant  carbonate  minerals  are  calcite,  dolomite,  and ankerite. However, a variety of accessory minerals, includ­ing thorite, bastnaesite, monazite, synchysite, ancylite, ver­

FIGURE 3—Alkalinity diagrams for Cambrian–Ordovician silicate igneous  rocks.  a,b:  Total  alkalis  vs.  SiO2 for  non­fenitized  (a)  andfenitized (b) rocks; alkaline/subalkaline boundary from Irvine and Baragar  (1971).  c,d Na2O vs. K2O  for normal  (c)  and  fenitized  (d)rocks.  Larger  symbols  denote  suites  with  reliable  age  determina­tions.

miculite, apatite, barite, and fluorite has encouraged miner­al exploration in the past.  In general  the carbonatites havenot been profitable, although  locally  there has been minor production  of  barite,  fluorite,  thorium,  vermiculite,  and aggregate. Replacement carbonatites preserve relic textures and trace element compositions of original plutonic or meta­morphic rocks; primary carbonatites have primary igneouscarbonatite  textures and high concentrations of  incompati­ble trace elements (especially Nb, Ta, and Th). Both are pres­ent in the suite. Syenites and alkaline rocks

The dominant rock type in the Cambrian–Ordovician suite is syenite, although the entire range of alkaline rocks ranges from rare ultramafic rocks to alkali feldspar granite. Manysuites,  including  the  Pedernal  Hills,  Burro  Mountains, Nacimiento  Mountains,  Red  Hills,  Sangre  de  Cristo Mountains,  and  Lobo  Hill,  contain  swarms  of  brick­red syenitic dikes, plugs, or elongate areas that may be fracture zones of intense fenitization. Fenitization is very common inthese occurrences, to the degree that it is sometimes difficult to determine whether the feature represents metasomatized syenitic dike or host rock that has been completely recrystal­lized along a fracture.

Emplacement  of  large  silicic  plutons  was  uncommon; only  two are known,  the Florida Mountains  intrusion and the  Little  Hatchet  pluton  in  the  Little  Hatchet  Mountains.Exposed over 20 km2,  the Little Hatchet pluton consists ofhornblende  granite,  rapakivi  granite,  and  diabase.  Thegranitic rocks  have  not  yet  been  dated  and  could  be Proterozoic  or  Cambrian  in  age  (Channell  et  al.  2000;McLemore et al. 2001; Ramo et al. 2002); however, geochem­ical and Nd isotopic data indicate that the granites are simi­lar to the 1,220 Ma Red Rock granite in the northern Burro Mountains (Ramo et al. 2002). We include the Little Hatchet pluton here for completeness, recognizing that age determi­nations may prove  it  to be Proterozoic  in age. The Florida Mountains intrusion ranges in composition from syenite toalkali feldspar granite (Ervin 1998). Neither pluton was fen­itized,  although  some  areas  were  strongly  affected  by Laramide and mid­Tertiary hydrothermal activity. Both plu­tons  contain  numerous  dikes  and  pillows  of  co­mingled mafic magma. Mafic and ultramafic rocks

Cambrian–Ordovician  mafic  and  ultramafic  igneous  rocks are common in southern Colorado, but less common in New Mexico.  The  Colorado  intrusions  are  roughly  circular  in map pattern (Armbrustmacher 1984). Intrusions in the Wet Mountains  are  complex,  consisting  of  mafic  nepheline­clinopyroxene  rocks,  mafic  and  ultramafic  rocks,  mon­zonites, lamprophyres, syenites, and quartz syenites. In gen­eral, the intrusions are funnel­shaped bodies of mafic/ultra­mafic rock that were intruded by stocks or dikes of syenitic rocks.  Carbonatite  and  lamprophyre  dikes  intruded  the entire  complex  in  the  last  phase  of  magmatism.  ExistingK­Ar  age  determinations  (Table  1)  demonstrate  that  all magma compositions were intruded in a geologically shorttime  period  (less  than  20  million  years).  Mafic  dikes  are found in the Black Canyon of the Gunnison area (Larson et al.  1985),  in  the  Costilla  Creek  area  in  northernmost  New Mexico  (Reed  1984),  as  pillows  of  mingled  magma  in  theFlorida  Mountains  and  Little  Hatchet  intrusions,  and  in New  Mexico  drill  cores  (Table  1).  Lamprophyre  dikes  are found at Lobo Hill and Monte Largo. Non­metamorphosed mafic dikes are found throughout Proterozoic igneous andmetamorphic  terranes  in  southern  New  Mexico,  but  theirages are currently unknown. 

5

Geochemistry

The  New  Mexico  carbonatite  suite  is  dominated  by  soviteand  alvikite  (coarse­grained  and  medium­  to  fine­grainedcalcic  carbonatite,  respectively),  ferrocarbonatites, and car­bonate­bearing  alkaline  rocks  (Fig.  2a).  Rauhaugite  andbeforsite  (coarse­grained  and  medium­  to  fine­graineddolomitic  carbonatite,  respectively)  are  rare;  natrocarbon­atites are unknown (Fig. 2b). Fenton and Faure (1970) report that  carbonatites  at  Iron  Hill  are  dominated  by  ankeritic dolomite. Three New Mexico carbonatites have  significant SiO2 concentrations (Fig. 2b); these replacement carbonatites exhibit relic textures  and  compositions  from  parental igneous  and  metamorphic  protoliths,  usually  with  lowerCaO, MgO, MnO, Th, Nb and total rare earth elements and higher  SiO2, Al2O3,  K2O,  Ba,  and  Cs  than  primary  carbon­atites (McLemore 1983b; McLemore and Modreski 1990).

The silicate rocks  in the suite are mildly alkaline (Fig. 3;Irvine  and  Baragar  1971).  Samples  affected  by  fenitization related  to  the  intrusion of  syenitic or  carbonatitic magmas are shown in Figure 3 and subsequent figures as open sym­bols. Fenitization  in  the  suite  is  characterized by apparent addition of K2O at the expense of Na2O and CaO (Figs. 3c,d). Another common chemical parameter used in the classi­fication of granitic rocks is alumina saturation, calculated as the ratio of molar Al2O3 to the sum of molar CaO, K2O, and Na2O (A/CNK; Fig. 4). Essentially,  this ratio expresses  the amount of Al2O3 in a rock relative to the Al2O3 used with Ca, Na, and K in feldspar. Rocks with A/CNK >1 are considered to be peraluminous, those with A/CNK <1 are peralkaline, and those with A/CNK near 1 are metaluminous. Most of the granitic and syenitic rocks in this suite (SiO2 >55%) are metaluminous  or  mildly  peralkaline  (Fig.  4a);  A/CNK  is quite  similar  for  most  fenitized  rocks  (Fig.  4b),  except  for two highly peralkaline fenites from Lobo Hill. 

Fenitization affected mainly the alkalis; Al2O3, TiO2, FeO, and  MgO  concentrations  are  very  similar  in  fenitized  andnon­fenitized  samples  (Fig.  5),  permitting  petrogenetic interpretations  from  the  major  element  data.  The  largestpluton  in  the  suite  studied  to date,  the Florida Mountainsintrusion,  exhibits  two  consistent  major  element  trends. From  50%  to  60%  SiO2, Al2O3 increases  modestly  whereas TiO2,  FeO,  and  MgO  all  decrease. Al2O3 starts  to decrease at >60% SiO2, and TiO2, FeO, and MgO decrease but at  a  different  ratio  than  in  the  more mafic  rocks.  Ervin  (1998)  interpreted these trends to reflect two petrogenetic processes.  The  mafic  trend  contains samples  that  are  hybrids  of  maficmagma  and  partially  molten  ortho­clase  granite  that  mixed  when  themafic magma intruded the base of the cooling  granitic  intrusion.  The  silicic trend  is  dominantly  a  fractionation trend,  with  crystallization  of  ortho­clase, Fe­Ti oxides, biotite, and apatite. εNd, 500 Ma along this trend varies slight­ly,  from  +2.7  to  +0.4  with  increasing SiO2 because  of  a  small  amount  of assimilation  during  differentiation (Ervin  1998).  Many  syenite  suites  fallalong this assimilation­fractional crys­tallization  trend  for  major  elements,suggesting  that  fractionation  from parental  syenitic magmas was a  com­mon differentiation mechanism.

FIGURE 4—Aluminum­saturation diagram for non­fenitized (a) andfenitized (b) Cambrian–Ordovician rocks. Symbols as in Figure 3.

is  complicated  by  the  paucity  of  pristine  examples  ofmagma compositions. Although mafic and ultramafic rocks are common in the Colorado localities, most of these rocks are cumulates and do not represent liquid or magma com­positions. We interpret the wide variation in major elementcomposition of  these rocks  (Figs. 5a, b, d) as reflecting  the proportions of cumulate minerals rather than a liquid line ofdescent. The mafic rocks in the Florida Mountains intrusion are also not representative of mantle­derived melts, because they  are  hybrids,  and  all  contain  some  mixed  orthoclase

Evaluation  of  the  composition  of FIGURE  5—Whole­rock  variation  diagrams  for  known  and  suspected  Cam­Cambrian–Ordovician  mafic  magmas brian–Ordovician rocks. Symbols as in Figure 3. a. Al2O3 vs. SiO2. b. TiO2 vs. SiO2. c. MgO

vs. SiO2. d. FeO vs. SiO2.

6

FIGURE  6—Chondrite­normalized  incompatible  trace  element  diagram  for  FloridaMountains rocks, using the normalization parameters of Thompson (1982). Data are from Ervin (1998).

Ervin  1998)  suggest  that  assimilationwas  much  less  important  than  frac­tional  crystallization.  The  tectonicallysignificant  aspect  of  these  patterns  isthe  high  Ta  concentrations  relative  to elements  of  similar  compatibility. Subduction­related  magmas  typicallyhave  very  low  Ta  and  Nb  concentra­tions that produce a deep trough, andbecause much new continental crust is generated as arc magmas, average con­tinental crust also has  low Nb and Ta concentrations (Taylor and McClennan1985).  Thus,  the  parental  magmas  forthe  Florida  Mountains  magmas  were probably derived from a mantle source that  was  not  affected  by  subduction fluids,  i.e.,  from  a  mantle  plume  orupwelling asthenosphere under a con­tinental rift. 

The high field strength elements Nb and Y have been used to interpret the origin  of  rock  melted  to  form  granitic

granite component. The lamprophyre at Lobo Hill has been extensively altered. Thus, the suite of mafic magmas is lim­ited to the mafic dikes near Gunnison, Colorado (Larson etal.  1985),  the  most  pristine  samples  from  the  Florida Mountains  intrusion  (Ervin  1998),  mafic  dikes  from  the Costilla  Creek  area,  and  a  few  mafic  rocks  from  the Powderhorn and McClure Mountains regions that probably represent  magma  compositions.  These  rocks  span  a  wide compositional  range  from  the  nepheline­  and  leucite­nor­mative  rocks  in  the  McClure  Mountains  to  the  mildly nepheline­normative rocks in the Florida Mountains intru­sion to the hypersthene­ and quartz­normative mafic dikesnear Gunnison. The Gunnison suite is similar to the Florida Mountains  mafic  rocks  in  Al2O3,  TiO2,  and  MgO  but  hashigh  FeO  at  the  same  SiO2 concentration  (Fig.  5).  Careful analysis of mafic samples with reliable age determinationsis needed to assess the composition and significance of themafic component of Cambrian–Ordovician magmatism.

Trace elements are often used to interpret differentiation mechanisms,  identify  mantle  and  crustal  source  regions,and discern  the  tectonic  setting of  suites of  igneous  rocks. Unfortunately,  fenitization  has  overprinted  the  trace  ele­ment signatures of some Cambrian–Ordovician rocks, mak­ing  interpretations  difficult.  Fenitization  associated  with syenites  and  carbonatites  has  been  shown  to  mobilize  awide  range  of  elements  (Heinrich  1980;  McLemore  and Modreski 1990; Flohr 1994; White­Pinilla 1996) including thehigh field strength elements that are typically immobile dur­ing  weathering,  diagenesis,  and  hydrothermal  alteration. However, several geochemical clues exist in the current data set that help to constrain petrogenetic parameters. Rocks in the Florida Mountains intrusion are not fenitized, althoughthey  did  experience  weathering  in  Cambrian  and  Quater­nary  times  and  hydrothermal  alteration  during  Laramideand Basin and Range tectonism. The trace element patternsof granitic, syenitic, and mafic rocks from the intrusion (Fig. 6) are consistent with the major element model of fractionalcrystallization from parental syenites, which themselves are fractionates  of  mantle­derived  mafic  magma  (Ervin  1998).Troughs  at  Sr,  P,  and  Ti  reflect  crystallization  of  feldspar, apatite, and Fe­Ti oxides; the parallelism of the patterns forthe incompatible elements on Figure 6 and the small range in Nd  isotopic  composition  (εNd, 500 Ma =  from +2.7  to +0.4,

magmas  (Pearce  et  al.  1984).  Before such an interpretation can be made for the  Cambrian–Ordovician  suite,  it  is

necessary to evaluate the effect of fenitization on Nb and Y. Three suites contain both fenitized and non­fenitized syen­ites (Fig. 7). Y and Nb concentrations do not appear to have been affected by fenitization for the Burro Mountains (Figs.7a, b) and Lobo Hill (Figs. 7e, f) suites. In contrast, the non­fenitized Caballo syenites have higher Nb and Y than their fenitized counterparts  (Figs. 7c, d). This relationship could have  two  causes.  Either  Nb  and Y could  have  been  mobi­lized  and  removed  during  fenitization  or  the  protolith  for the fenites was a Precambrian rock with low Nb and Y con­centrations  rather  than  Cambrian–Ordovician  syenite. These data suggest that Nb and Y were variably mobile dur­ing fenitization, and that high concentrations probably rep­resent a primary igneous signature.

Cambrian–Ordovician  silicate  and  carbonatite  samples are  plotted  on  the  Y­Nb  diagram  (Pearce  et  al.  1984)  in Figure 8. The majority of the Lobo Hill, Chupadera carbon­atite,  and  non­fenitized  syenites  from  the  Caballo Mountains suite plot in the within­plate granite field at highNb  and  Y concentrations.  We  interpret  these  in  a  similar fashion to the Florida Mountains intrusion; the carbonatites and parental mafic magmas were produced by decompres­sion  melting  from  asthenospheric  or  plume  mantle  per­turbed during continental rifting, and syenites evolved from parental mafic magmas in the crust by fractional crystalliza­tion. Clearly, additional trace element and isotopic data are needed to support this model. The Lobo Hill samples withlow  Nb  and  Y concentrations  are  a  silica­rich  carbonatite and  a  fenitized  syenite  that  were  probably  formed  by replacement rather than intrusion.

The  other  suites  plotted  in  Figure  8  are  suspected  to  be Cambrian–Ordovician in age and plot near the intersection of the three diagnostic fields, which could be interpreted in several ways. One possibility  is  that  the suites  that do notplot  in  the  within­plate  granite  field  are  not  Cambrian– Ordovician, and were generated in a different tectonic set­ting. A second possibility is that syenites in this group rep­resent thoroughly fenitized Proterozoic rocks; the final trace element composition is strongly affected by the composition of the protolith, which could have been produced in an arc or orogenic setting. The third possibility  is  that these sam­ples  evolved  from  Cambrian–Ordovician  mantle­derived mafic magmas by fractional crystallization accompanied by

7large amounts of assimilation of older,arc­derived (low Nb) crustal rocks, sothe  final  trace  element  compositionmimics  that  of  the  assimilant  ratherthan that of  the parent magma. Thesehypotheses  can  be  tested  by  rigoroustrace  element,  isotopic,  andgeochronologic analysis. 

Preliminary tectonic modelThe  distribution  and  geochemistry  ofCambrian–Ordovician  igneous  rocksdemonstrate  that  the  New  Mexico–Colorado  region  was  tectonicallyactive  in  early  Paleozoic  time.  Thepresence of carbonatites in the suite issignificant.  Carbonatites  are  typicallyassociated with continental  extension,mantle  plumes,  major  faults  or  linea­ments,  or  kimberlites  in  continentalshields  (Woolley  1989;  Bell  2001).Models  for  the  origin  of  carbonatitesconclude that the mantle must be per­turbed  (Eggler  1989;  Wyllie  1989).Although  carbonatites  sometimesoccur in or near foreland belts, detailedanalysis  indicates  that  they  wereemplaced  during  episodes  of  exten­sion (Pell and Hoey 1989). In addition,major  and  trace  element  models  forsyenitic  and  granitic  rocks  are  consis­tent with partial melting of upwellingasthenosphere  in  an  extensional  envi­ronment  or  mantle  plume  to  produceparental  mafic  magmas,  which  thenfractionate in the crust to produce themore evolved rocks. The trace elementdata on well­dated suites are also con­sistent with a mantle source that is notrelated to subduction.

Three tectonic models for this eventare  proposed  here.  First,  the  elongatezone of magmatism might be the traceof a mantle plume. Further geochrono­logic studies are required to determine whether the magma­tism  moved  along  the  zone  through  time.  However,  theavailable  high­quality  dates  refute  this  hypothesis.  Forinstance, the Florida Mountains intrusion in southern NewMexico,  the  Lobo  Hill  alkalic  complex  in  northern  NewMexico,  and  the  McClure  Mountains  suite  in  Colorado  allhave age determinations near 510 Ma (Table 1). 

An  alternative  interpretation  is  that  the  magmaticprovince  formed  in a zone roughly parallel  to  the rift  seg­ments  in  the  Thomas  (1991)  reconstruction  of  the  Appa­lachian–Ouachita rifted margin (Fig. 9). This model suggeststhat  the  magmas  were  produced  in  a  failed  rift,  the  NewMexico  aulacogen.  Aulacogens  often  form  by  differentialmovement  along  major  transform  margins.  Goetz  andDickerson  (1985)  suggested  that  an  intermittently  activetransform  zone  composed  the  southwestern  margin  ofNorth America from late Proterozoic through Triassic time.Accumulation of lower Paleozoic sedimentary rocks in shal­low  basins  above  Precambrian  granitic  basement  rocksdemonstrate that the southwestern continental margin wasnot  a  rifted  passive  margin  with  a  thick  passive  marginsequence as found on the western margin of North Americain latest Proterozoic time. Differential movement across thetransform  fault  could  have  caused  extension  and  passive

FIGURE 7—Nb and Y vs. K2O for suites of rocks with both fenitized (open symbols) andnon­fenitized (filled symbols) samples. a, b: Burro Mountains. c, d: Caballo Mountains. e, f:Lobo Hill. Note that complete trace element analyses have not been published for many ofthe known and suspected Cambrian–Ordovician suites. Symbols as in Figure 3.

FIGURE  8—Trace  element  evidence  for  tectonic  environment  ofknown and suspected Cambrian–Ordovician igneous rocks (Pearceet al. 1984).  All suites in Table 1 with published Y and Nb data areincluded in this diagram.

8

pected intrusions.

assess  any  relationship  between  theNew  Mexico  aulacogen  and  deposi­tional patterns in Paleozoic sedimenta­ry basins.

Northeast­trending  Cambrian  riftsof the eastern and southern margins of Laurentia  become  progressively younger from east to west (Hogan andGilbert 1997). The Long Range dikes insoutheast  Labrador  yield  a  U­Pb  zir­con and baddeleyite age of 615 ± 2 Ma, suggesting that the northeast rifting ofLaurentia  started  in  Vendian  time (Kamo  et  al.  1989).  Farther  south,comenditic lavas and tuffs of the Tibbit Hill  Formation,  exposed  east  of Montreal, Quebec, Canada, have been dated by U­Pb zircon at 554 +4/­2 Ma,

FIGURE 9—The location of igneous rocks of the New Mexico aulacogen in relationship to and are  interpreted as  rift­related vol­the western and eastern  rifted margins of North America  in Cambrian–Ordovician  time. canism  (Kumarapeli  et  al.  1989).Filled stars represent known Cambrian–Ordovician igneous rocks; open stars represent sus­ Rifting  is  younger  yet  to  the  south,

upwelling  of  asthenospheric  mantle  that  is  recorded  by igneous rocks of the rift. 

The  classic  Cambrian  aulacogens  of  southern  NorthAmerica  share  several  significant  features;  they  are  fault­bounded  basins  filled  with  thick  Cambrian  sedimentarysequences.  The  aulacogens  became  broad  depositionalbasins  in  early  to  middle  Paleozoic  time;  subsidence  waspresumably caused by cooling of a deep mafic igneous root (Kolata  and  Nelson  1997).  The  proposed  Cambrian  NewMexico aulacogen has many characteristics that differ from known Cambrian aulacogens. In many ways, it is more sim­ilar to the Cambrian southern Oklahoma aulacogen, whichis sub­parallel to the transforms in the Thomas (1991) recon­struction  (Fig.  9).  For  instance,  syn­rift  sedimentary  rocks have yet to be identified in the New Mexico aulacogen; fewsyn­rift  sediments  exist  in  the  southern Oklahoma aulaco­gen  except  possibly  beneath  the  Anadarko  basin  (Gilbert1983;  Keller  and  Baldridge  1995).  Similarly,  the  southern Oklahoma aulacogen and New Mexico aulacogen are dom­inated  by  igneous  rocks,  whereas  the  Reelfoot  rift  has  a paucity of igneous rocks in the upper crust. Because of com­pressional  and  extensional  deformation  throughout  the Phanerozoic in New Mexico and Colorado, it is difficult to

FIGURE  10—Possible  north­south  orientation  of  New  Mexico aulacogen  igneous  rocks.  Plotted  for  comparison  is  the  outline  ofCenozoic basins  formed during Basin and Range/Rio Grande riftextension, which follow a dominantly north­south trend.

where syn­rift sedimentary rocks in the Reelfoot  rift  in Arkansas  and  Mississippi  are  Cambrian  in age  (Kolata  and  Nelson  1997).  The  age  of  extension  andassociated magmatism continues to become younger to thewest; the main pulse of bimodal magmatism in the southernOklahoma aulacogen occurred at 535–530 Ma  (Hogan and Gilbert  1997).  Ages  of  igneous  rocks  in  the  New  Mexico aulacogen extend to younger ages (Table 1), suggesting thatthe  rift  was  the  last  stage  in  tectonism  that  connected  theeastern  Cambrian  rift  system  (Thomas  1991)  to  the  struc­tures  of  the  Neoproterozoic  rift  system  that  formed  the western margin of North America (Fig. 9).

The New Mexico aulacogen could also have had a north­south orientation (Fig. 10). East­west extension could havebeen caused by movement along a major transform bound­ary, as in the previous model, or controlled by reactivation of older north­south structures. This opens the question of whether  the  north­south  structural  grain  in  New  Mexico that  apparently  controlled  the  orientation  of  the  Cenozoic Rio  Grande  rift  (Fig.  10)  was  produced  in  Cambrian– Ordovician time or earlier. Timmons et al. (2001) recognize800–750  million  year  old  north­south  normal  faults  in  theGrand  Canyon,  Arizona,  that  were  reactivated  by  Creta­ceous–Paleocene  Laramide  compression.  By  analogy  theysuggest  that  north­south  Laramide  structures  throughout New  Mexico  represent  reactivated  Neoproterozoic  normal faults,  although  the  older  history  of  the  faults  has  not  yetbeen  determined.  Alternatively,  Davis  (1979),  Bilodeau(1984),  Bayona  and  Lawton  (2000),  and  Lawton  (2000)demonstrate that Laramide structures in Arizona and south­ern  New  Mexico  represent  reactivated  mid­Mesozoic  nor­mal  faults.  Cambrian–Ordovician  extension  could  have either  produced  or  enhanced  north­south  faults  that  later controlled  the  position  of  the  Rio  Grande  rift  between  theColorado  Plateau  and  the  Great  Plains  (Fig.  10).  Careful study of fault history and a more thorough understanding of Cambrian–Ordovician tectonics are necessary  to resolve this issue.

An  extensional  Cambrian–Ordovician  setting  in  New Mexico  and  Colorado  has  broad  implications  beyond  theearly  Paleozoic  tectonics  of  southwestern  North  America. For instance, the position of the Transcontinental Arch coin­cides with the western margin of the New Mexico aulacogen (Fig.  9).  The  Transcontinental  Arch  was  a  long­standing structural and topographic high that served as the Contin­ental Divide and controlled sedimentation patterns of west­ern North America during  the Paleozoic  era. However,  its origin is still being debated (e.g., Carlson 1999). The lack of

9

syn­rift  sediments  within  the  New  Mexico  aulacogenimplies  that  the  rift  was  a  topographically  high  feature. Thus, we propose that the Transcontinental Arch originallywas the western flank of the aulacogen that became a stablehigh  topographic  feature. The wide distribution of zircons of Cambrian and Ordovician age in Paleozoic and Mesozoic sedimentary rocks (Gehrels and Dickinson 1995; Riggs et al.1996; Stewart et al. 2001) corroborates the idea that igneous rocks  of  the  rift  eventually  resided  at  high  structural  and topographic  levels.  If  the  aulacogen  flank  was  indeed  along­lived  topographic  high,  then  the  ca.  500  Ma  zircons found in Mesozoic sandstones such as the Chinle Formation (Gehrels and Dickinson 1995; Riggs et al. 1996) did not nec­essarily come from a point source but rather from a wider geographic  range. Similarly,  the  igneous  rocks of  the New Mexico aulacogen may have been the source for Cretaceous heavy mineral, beach­placer sandstone deposits  in the SanJuan Basin of the Colorado Plateau (McLemore 1983a).

Conclusions

The  existence  of  Cambrian–Ordovician  igneous  rocks  in New Mexico and Colorado has long been recognized; how­ever,  this  is  the  first  attempt  to  compile  and  interpret  the entire body of data on these rocks and reconcile it with the early Paleozoic tectonics of North America. The high Nb, Ta, and Y character of some of the magmas and presence of car­bonatites and lamprophyres imply that the mantle was per­turbed, which suggests that a period of extension and mag­matism preceded transgression of the lower Paleozoic pas­sive margin sequence. Cambrian–Ordovician igneous rocks are distributed in a broad linear zone roughly parallel to rift zone  in  the  Thomas  (1991)  reconstruction  of  North Amer­ica’s eastern rifted margin, prompting us to propose that the igneous rocks formed in the New Mexico aulacogen, a zoneof  extension  and  high  topography  that  extended  into  thecontinent  from  a  transform  fault  on  southwest  margin  of North America. 

Acknowledgments

The  authors  acknowledge  on­going  support  of  the  NewMexico Bureau of Geology and Mineral Resources, especial­ly  the  use  of  the  New  Mexico  Geochronology  Research Laboratory  and  the  X­ray  facility.  We  are  grateful  for reviews  by  Patricia  Wood  Dickerson,  Randy  Keller,  and Matt  Heizler,  which  vastly  improved  the  paper,  and  for stimulating discussions with Tim Lawton and Kate Giles.

References Armbrustmacher,  T.  J.,  1984,  Alkaline  rock  complexes  in  the  Wet

Mountains,  Custer  and  Fremont  Counties,  Colorado:  U.S. Geological Survey, Professional Paper 1269, 33 pp.

Bayona,  G.,  and  Lawton,  T.  F.,  2000,  Aptian–Albian  extensionalfaulting  and  subsequent  Laramide  inversion,  central  PeloncilloMountains,  southwestern  New  Mexico;  in Lawton,  T.  F., McMillan, N. J., and McLemore, V. T. (eds.), Southwest passage— a trip through the Phanerozoic: New Mexico Geological Society, Guidebook 51, pp. 85–94.

Bell, K., 2001, Carbonatites: relationships to mantle­plume activity; in Ernst,  R.  E.,  and  Butane,  K.  L.  (eds.),  Mantle  plumes—theiridentification  through  time:  Geological  Society  of  America, Special Paper 352, pp. 267–290.

Bickford, M. E., Cullers, R. L., Shuster, R. D., Premo, W. R., and Van Schmus,  W.  R.,  1989,  U­Pb  zircon  geochronology  of  Proterozoic and Cambrian plutons in the Wet Mountains and southern Front Range, Colorado; in Grambling, J. A., and Tewksbury, B. J. (eds.), Proterozoic geology of the southern Rocky Mountains: GeologicalSociety of America, Special Paper 235, pp. 49–64.

Bilodeau, W. L., 1984, Laramide sedimentation and tectonics in S. E. Arizona  and  S.  W.  New  Mexico—reactivation  of  pre­Laramide basement  structures  (abs.):  Geological  Society  of  America, Abstracts with Programs, v. 16, no. 6, p. 445.

Carlson,  M.  P.,  1999,  Transcontinental  arch—a  pattern  formed  by rejuvenation  of  local  features  across  central  North  America: Tectonophysics, v. 305, pp. 225–233.

Channell, R., McMillan, N. J., Lawton, T. F., Heizler, M., Esser, R. P., and McLemore, V. T., 2000, Magmatic history of the Little HatchetMountains,  Hidalgo  and  Grant  Counties,  southwestern  NewMexico;  in Lawton,  T.  F.,  McMillan,  N.  J.,  and  McLemore,  V.  T. (eds.), Southwest passage—a trip through the Phanerozoic: New Mexico Geological Society, Guidebook 51, pp. 141–148.

Clemons, R. E., 1998, Geology of the Florida Mountains, southwest­ern  New  Mexico:  New  Mexico  Bureau  of  Mines  and  Mineral Resources, Memoir 43, 112 pp.

Davis, G. H., 1979, Laramide folding and faulting  in southeasternArizona: American Journal of Science, v. 279, pp. 543–569.

Eggler,  D.  H.,  1989,  Carbonatites,  primary  melts,  and  mantledynamics; in Bell, K. (ed.), Carbonatites—genesis and evolution:Unwin Hyman, London, pp. 561–579.

Ervin, S. D., 1998, Cambrian plutonism in southern New Mexico—the Florida Mountains  intrusion: Unpublished M.S.  thesis, New Mexico State University, 78 pp.

Evans, K. V., and Clemons, R. E., 1988, Cambrian–Ordovician (500Ma)  alkalic  plutonism  in  southwestern  New  Mexico—U­Th­Pbisotopic  data  from  the  Florida  Mountains: American  Journal  of Science, v. 288, pp. 735–755.

Fenton, M. D., and Faure, G., 1970, Rb­Sr whole­rock age determi­nations of the Iron Hill and McClure Mountains carbonatite­alka­lic complexes, Colorado: The Mountain Geologist, v. 7, no. 4, pp. 269–­275.

Flohr, M. J. K., 1994, Titanium, Vanadium, and Niobium mineraliza­tion  and  alkali  metasomatism  from  the  Magnet  Cove  complex, Arkansas: Economic Geology, v. 89, pp. 105–130.

Gehrels,  G.  E.,  and  Dickinson,  W.  R.,  1995,  Detrital  zircon  prove­nance of Cambrian to Triassic miogeoclinal and eugeoclinal stra­ta in Nevada: American Journal of Science, v. 295, pp. 18–48.

Gilbert, M. C., 1983, Timing and chemistry of igneous events asso­ciated with the southern Oklahoma aulacogen: Tectonophysics, v. 94, pp. 439–455.

Gillerman, E., and Whitebread, D. H., 1956, Uranium­bearing nick­el­cobalt­native  silver  deposits,  Black  Hawk  district,  GrantCounty, New Mexico: U.S. Geological Survey, Bulletin 1009­K, 313 pp.

Goetz, L. K., and Dickerson, P. W., 1985, A Paleozoic transform mar­gin in Arizona, New Mexico, west Texas and northern Mexico; in Dickerson, P. W., and Muehlberger, W. R. (eds.), Structure and tec­tonics of Trans­Pecos Texas: West Texas Geological Society, Field conference guidebook, Publication 85­81, pp. 173–184.

Hedlund, D. C., 1978a, Geologic map of the Wind Mountain quad­rangle,  Grant  County,  New  Mexico:  U.S.  Geological  Survey, Miscellaneous Field Investigations Map MF­1031, scale 1:24,000.

Hedlund, D. C., 1978b, Geologic map of the Werney Hill quadran­gle,  New  Mexico:  U.S.  Geological  Survey,  Miscellaneous  Field Investigations Map MF­1038, scale 1:24,000.

Hedlund, D. C., 1978c, Geologic map of the White Signal quadran­gle,  Grant  County,  New  Mexico:  U.S.  Geological  Survey, Miscellaneous Field Investigations Map MF­1041, scale 1:24,000.

Heinrich, E. W., 1980, The geology of carbonatites: Robert E. KriegerPublishing Co., Huntington, New York, 585 pp.

Hoffman, P. F.,  1989, Precambrian geology and  tectonic history of North  America;  in Bally,  A.  W.,  and  Palmer,  A.  R.  (eds.),  The Geology of North America—an overview: Geological Society ofAmerica, Decade of North American Geology, v. A, pp. 447–512.

Hogan, J. P., and Gilbert, M. C., 1997, Timing of the final breakout of Laurentia  (abs.):  Geological  Society  of  America,  Abstracts  with Programs, p. A­432.

Irvine, T. N., and Baragar, W. R. A., 1971, A guide to the chemical classification  of  the  common  rocks:  Canadian  Journal  of  Earth Sciences, v. 8, pp.523–548.

Kamo, S. L., Gower, C. F., and Krogh, T. E., 1989, Birthdate for the Iapetus Ocean? A precise U­Pb zircon and baddeleyite age for theLong  Range  dikes,  southeast  Labrador:  Geology,  v.  17,  pp. 602–605.

Keller,  G.  R.,  and  Baldridge,  W.  S.,  1995,  The  southern  Oklahoma aulacogen;  in Olsen,  K.  H.  (ed.),  Continental  rifts—evolution,structure, tectonics: Elsevier, Developments in Geotectonics, v. 25, pp. 427–436.

Kent,  S.,  1982,  Geologic  maps  of  Precambrian  rocks  in  the

10

Magdalena  and  Chupadera  Mountains,  Socorro  County,  New Mexico:  New  Mexico  Bureau  of  Mines  and  Mineral  Resources, Open­file Report 170, 2 maps, scale 1:12,000.

Klich,  I.,  1983,  Precambrian  geology  of  the  Elk  Mountain–Spring Mountain  area,  San  Miguel  County,  New  Mexico:  UnpublishedM.S. thesis, New Mexico Institute of Mining and Technology, 170 pp.

Kolata,  D.  R.,  and  Nelson,  W.  J.,  1997,  Role  of  the  Reelfoot rift/Rough Creek graben in the evolution of the Illinois basin; in Ojakangas,  R.  W.,  Dickas, A.  B.,  and  Green  J.  C.  (eds.),  Middle Proterozoic  to  Cambrian  rifting,  central  North  America: Geological Society of America, Special paper 312, pp. 287–298.

Kumarapeli, P. S., Dunning, G. R., Pintson, H., and Shaver, J., 1989, Geochemistry and U­Pb zircon age of comenditic metafelsites of the  Tibbit  Hill  Formation,  Quebec  Appalachains: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 26, pp. 1374–1383.

Lambert, P .W., 1961, Petrology of the Precambrian rocks of part of the  Monte  Largo  area,  New  Mexico:  Unpublished  M.S.  thesis,University of New Mexico, 91 pp.

Larson, E. E., Pattersinm P. E., Curtis, G., Drake, R., and Mutschler, F. E., 1985, Petrologic, paleomagnetic, and structural evidence of a Paleozoic rift system in Oklahoma, New Mexico, Colorado, andUtah:  Geological  Society  of  America,  Bulletin,  v.  96,  pp. 1364–1372.

Lawton,  T.  F.,  2000,  Inversion  of  Late  Jurassic–Early  Cretaceous extensional faults of the Bisbee Basin, southeastern Arizona and southwestern New Mexico; in Lawton, T. F., McMillan, N. J., and McLemore,  V.  T.  (eds.),  Southwest  passage—a  trip  through  the Phanerozoic: New Mexico Geological Society, Guidebook 51, pp. 95–102.

Lipman, P. W., and Reed, J. C., Jr., 1989, Geologic map of the Latirvolcanic  field  and  adjacent  areas,  northern  New  Mexico:  U.S. Geological Survey, Miscellaneous Investigations Map I­1907, scale 1:48,000.

Loring,  A.  K.,  and  Armstrong,  D.  G,  1980,  Cambrian–Ordovician syenites  of  New  Mexico,  part  of  a  regional  alkalic  intrusive episode: Geology, v. 8, pp. 344–348.

Matheny, R. K., Shafiqullah, M., Brookins, D. G., Damon, P. E., and Wallin,  E.  T.,  1988,  Geochronologic  studies  of  the  Florida Mountains, New Mexico; in Mack, G. H., Lawton, T. F., and Lucas, S. G. (eds.), Cretaceous and Laramide tectonic evolution of south­western  New  Mexico:  New  Mexico  Geological  Society, Guidebook 39, pp. 99–107.

McLemore,  V.  T.,  1980a,  Geology  of  the  Precambrian  rocks  of  the Lemitar Mountains, Socorro, New Mexico: Unpublished M.S. the­sis, New Mexico Institute of Mining and Technology, 208 pp., also New Mexico Bureau of Mines and Mineral Resources Open­file Report 122.

McLemore,  V.  T.,  1980b,  Carbonatites  in  the  Lemitar  Mountains, Socorro County, New Mexico: New Mexico Geology, v. 2, no. 4, pp. 49–52.

McLemore,  V.  T.,  1982,  Geology  and  geochemistry  of  Ordovician carbonatite dikes in the Lemitar Mountains, Socorro County, New Mexico:  New  Mexico  Bureau  of  Mines  and  Mineral  Resources, Open­file Report 158, 104 pp.

McLemore, V. T., 1983a, Uranium and thorium occurrences in New Mexico—distribution,  geology,  production,  and  resources;  with selected bibliography: New Mexico Bureau of Mines and Mineral Resources, Open­file Report 182, 950 pp., also; U.S. Department of Energy Report GJBX­11 (83).

McLemore, V. T., 1983b, Carbonatites in the Lemitar and ChupaderaMountains, Socorro County, New Mexico;  in Chapin, C. E., andCallender,  J. F.  (eds.), Socorro region II: New Mexico Geological Society, Guidebook 34, pp. 235–240.

McLemore, V. T., 1986, Geology, geochemistry, and mineralization of syenites in the Red Hills, southern Caballo Mountains, SierraCounty, New Mexico—preliminary observations; in Clemons, R. E.,  King,  W.  E.,  Mack,  G.  H.,  and  Zidek,  J.  (eds.),  Truth  or Consequences  region:  New  Mexico  Geological  Society,  Guide­book 37, pp. 151–159.

McLemore,  V.  T.,  1987,  Geology  and  regional  implications  of  car­bonatites in the Lemitar Mountains, central New Mexico: Journal of Geology, v. 95, pp. 255–270.

McLemore, V. T., and McKee, C., 1988, Geochemistry of the Burro Mountains syenites and adjacent Proterozoic granite and gneiss and the relationship to a Cambrian–Ordovician alkalic magmatic

event  in  New  Mexico  and  southern  Colorado;  in Mack,  G.  H., Lawton, T. F., and Lucas, S. G.  (eds.), Cretaceous and Laramide Tectonic  evolution  of  southwestern  New  Mexico:  New  Mexico Geological Society, Guidebook 39, pp. 89–98.

McLemore,  V.  T.,  and  Modreski,  P.  J.,  1990,  Mineralogy  and  geo­chemistry  of  altered  rocks  associated  with  the  Lemitar  carbon­atites, central New Mexico, USA: Lithos, v. 26, p. 99–113.

McLemore, V. T., McMillan, N. J., Heizler, M., and McKee, C., 1999, Cambrian  alkaline  rocks  at  Lobo  Hill,  Torrance  County,  New Mexico—more  evidence  for  a  Cambrian–Ordovician  aulacogen; in Pazzaglia, F., Lucas, S. G., and Austin, G. S. (eds.), Albuquerque country  III:  New  Mexico  Geological  Society,  Guidebook  50,  pp. 247–253.

McLemore, V. T., Rämö, O. T., and Kosunen, P. J., 2001, Significanceof rapakivi granites and comingled diabase enclaves and synplu­tonic  dikes,  Little  Hatchet  Mountains,  New  Mexico  (abs.):Geological  Society  of  America,  Rocky  Mountain/Southcentral Region, Abstracts with program, v. 33, no. 5, p. A11.

Oldow, J. S., Bally, A. W., Lallemant, H. G. A., and Leeman, W. P., 1989,  Phanerozoic  evolution  of  the  North  American  Cordillera; United States and Canada; in Bally, A. W., and Palmer, A. R. (eds.), The Geology of North America—an overview: Geological Society of  America,  Decade  of  North  American  Geology,  v.  A,  pp.139–232.

Olson, J. C., Marvin, R. F., Parker, R. L., and Mehnert, H. H., 1977, Age  and  tectonic  setting  of  Lower  Paleozoic  alkalic  and  maficrocks, carbonatites, and thorium veins in south central Colorado: U.S. Geological Society, Journal of Research, v. 5, pp. 673–687.

Pearce, J. A., Harris, N. B. W., Tingle, A. G., 1984, Trace element dis­crimination  diagrams  for  the  tectonic  interpretation  of  granitic rocks: Journal of Petrology, v. 25, pp. 956–983.

Pell,  J.,  and  Hoey,  T.,  1989,  Carbonatites  in  a  continental  margin environment—the Canadian Cordillera; in Bell, K. (ed.), Carbon­atites—genesis  and  evolution:  Unwin  Hyman,  London,  pp.200–220. 

Rämö, O. T., McLemore, V. T., and Kosunum, P. J., 2002, Nd isotopesof granite magmatism, Hidalgo and Grant Counties, New Mexico(abs): Geological Society of America, Abstracts with Program, v. 34, no. 3, p. A8.

Reed, J. C., Jr., 1984, Proterozoic rocks of the Taos Range, Sangre de Cristo Mountains, New Mexico; in Baldridge, W. L., Dickerson, P. W., Riecker, R. E., and Zidek, J. (eds.), Rio Grande rift—northernNew Mexico: New Mexico Geological Society, Guidebook 35, pp. 179–185.

Reed, J. C., Jr., Lipman, P. W., and Roberston, J. M., 1983, Geologicmap  of  the  Latir  Peak  and  Wheeler  Peak  Wilderness  and  the Columbine–Hondo  Wilderness  study  area,  Taos  County,  New Mexico: U.S. Geological Survey, Miscellaneous Field Studies Map MF­1570­B, scale 1:50,000.

Riggs, N. R., Lehman, T. M., Gehrels, G. E., and Dickinson, W. R. 1996, Detrital zircon link between headwaters and terminus of the Upper Triassic Chinle–Dockum paleoriver system: Science, v. 273, pp. 97–100.

Samson, S. D., and Alexander, E. C., 1987, Calibration of the inter­laboratory  40Ar/39Ar  dating  standard,  MMhb­1:  Chemical Geology, v. 66, pp. 27–34.

Setter,  J. R. D., and Adams,  J. A. S., 1985, Geochronology of base­ment and recent intrusive rocks from the Cuervo area, east­central New  Mexico;  in Lucas,  S.  G.,  and  Zidek,  J.  (eds.),  Santa  Rosa–Tucumcari region: New Mexico Geological Society, Guidebook 36, pp. 147–149.

Staatz,  M.  H., Adams,  J.  W.,  and  Conklin,  N.  M.,  1965,  Thorium­bearing microcline­rich rocks in the southern Caballo Mountains, Sierra County, New Mexico: U.S. Geological Survey, Professional Paper 525D, pp. 48–51.

Stewart,  J.  H.,  and  Suczek,  C.  A.,  1977,  Cambrian  and  latest Precambrian paleogeography and tectonics in the western UnitedStates; in Stewart, J. H., Stevens, C. H., and Fritsche, A. E. (eds.),Paleozoic paleogeography of the western United States: Society ofEconomic  Paleontologists  and  Mineralogists,  Pacific  CoastPaleogeography Symposium I, pp. 1–17.

Stewart, J. H., Gehrels, G. E., Barth, A P., Link, P. K. Christie­Blick, N.,  and  Wrucke,  C.  T.,  2001,  Detrital  zircon  provenance  of Mesoproterozoic  to  Cambrian  arenites  in  the  western  United States and northwestern Mexico: Geological Society of America, Bulletin, v. 113, pp. 1343–1356.

11

Taylor, S. R., and McClennan, S. M., 1985, The Continental Crust; its composition and evolution: Blackwell Sci. Publishers, Oxford, 312 pp.

Thomas, W. A.,  1991, The Appalachian–Ouachita  rifted margin of southeastern  North  America:  Geological  Society  of  America, Bulletin, v. 103, pp. 415–431.

Thompson, R. N., 1982, Magmatism of the British Tertiary Volcanic Province: Scottish Journal of Geology, v. 18, pp. 49–107.

Timmons, J. M., Karlstrom, K. E., Dehler, C. M., Geissman, J. W., and Heizler,  M  T.,  2001,  Proterozoic  multistage  (ca.  101  and  0.8  Ga) extension recorded in the Grand Canyon Supergroup and estab­lishment of northwest­ and north­trending tectonic grains in thesouthwestern  United  States:  Geological  Society  of  America, Bulletin, v. 113, pp. 163–180.

Van Allen, B. R., Emmons, D. L., and Paster, T. P., 1986, Carbonatite dikes of the Chupadera Mountains, Sierra County, New Mexico: New Mexico Geology, v. 8, no. 2, pp. 25–29, 40.

White­Pinilla, K. C., 1996, Characterization of fenitizing fluids andprocesses  involved  in  fenitization  at  the  Iron  Hills  carbonatite

complex, Gunnison County, Colorado: Unpublished M.S.  thesis,Colorado School of Mines, 170 pp.

Woodward, L. A., Duchene, H. R., and Martinez, R., 1977, Geologyof  Gilman  quadrangle,  New  Mexico:  New  Mexico  Bureau  of Mines and Mineral Resources, Geologic Map 45, scale 1:24,000.

Woolley, A. R., 1989, The spatial and temporal distribution of car­bonatites;  in Bell,  K.  (ed.),  Carbonatites—genisis  and  evolution:Unwin Hyman, Inc., London, pp. 15–37.

Woolley, A. R., and Kempe, D. R. C., 1989, Carbonatites: nomencla­ture, average chemical compositions, and element distribution, in Bell,  K.  (ed.),  Carbonatites—genisis  and  evolution:  UnwinHyman, Inc., London, pp. 1–14.

Wyllie, P. J., 1989, Origin of carbonatites: evidence from phase equi­librium studies; in Bell, K. (ed.), Carbonatites—genisis and evolu­tion: Unwin Hyman, Inc., London, pp. 500–545.

Zeller, R. A., 1965, Stratigraphy of the Big Hatchet Mountains area, New  Mexico:  New  Mexico  Bureau  of  Mines  and  Mineral Resources, Memoir 16, 128 pp.

12